CENTRO UNIVERSITÁRIO FAVENI
FUNDAMENTOS DA GEOLOGIA
GUARULHOS – SP
1 SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO ... 2
2 PRINCIPAIS FENÔMENOS GEOLÓGICOS QUE MODELARAM O PLANETA TERRA DESDE SUA ORIGEM ... 3
2.1 A origem do universo ... 3
2.2 Tempo geológico ... 11
2.3 O sistema Terra Lua ... 21
2.4 Composição interna da Terra ... 24
2.5 Teorias geotectônicas ... 31
2.6 Tipos de intemperismo... 45
2.7 Vulcanismo ... 50
2.8 Metamorfismo ... 55
2.9 Terremotos ... 60
2.10 Epirogênese e Orogênese ... 63
3 TIPOS DE MATERIAIS E FEIÇÕES GEOLÓGICAS ... 64
3.1 Meteoritos ... 64
3.2 Minerais ... 69
3.3 Rochas ... 75
3.4 Estruturas ... 81
2 1 INTRODUÇÃO
Prezado aluno!
O Grupo Educacional FAVENI, esclarece que o material virtual é semelhante ao da sala de aula presencial. Em uma sala de aula, é raro – quase improvável - um aluno se levantar, interromper a exposição, dirigir-se ao professor e fazer uma pergunta, para que seja esclarecida uma dúvida sobre o tema tratado. O comum é que esse aluno faça a pergunta em voz alta para todos ouvirem e todos ouvirão a resposta. No espaço virtual, é a mesma coisa. Não hesite em perguntar, as perguntas poderão ser direcionadas ao protocolo de atendimento que serão respondidas em tempo hábil.
Os cursos à distância exigem do aluno tempo e organização. No caso da nossa disciplina é preciso ter um horário destinado à leitura do texto base e à execução das avaliações propostas. A vantagem é que poderá reservar o dia da semana e a hora que lhe convier para isso.
A organização é o quesito indispensável, porque há uma sequência a ser seguida e prazos definidos para as atividades.
Bons estudos!
3 2 PRINCIPAIS FENÔMENOS GEOLÓGICOS QUE MODELARAM O PLANETA
TERRA DESDE SUA ORIGEM
2.1 A origem do universo
Neste tópico estaremos estudando sobre a origem do Universo e do Sistema Solar, a estrutura interna e propriedades físicas da terra e a tectônica de placas. A princípio você pode acreditar que o tema abordado nesta unidade não é importante, afinal possui pouca aplicabilidade no nosso dia a dia. Apesar de seu caráter teórico, trata-se de um tema importante para fundamentar os conceitos geológicos básicos que serão abordados para iniciarmos o seu processo de construção do conhecimento sobre a geologia.
Para que possamos começar a estudar as propriedades geológicas do planeta em que vivemos, precisamos primeiro entender como o Universo e toda a matéria que o compõe tiveram origem, como o "nada" se combinou e deu origem aos planetas, entre eles a Terra, que por sua vez passou por um extenso processo evolutivo até atingir a configuração que conhecemos e estudaremos.
Fonte: https://www.ufjf.br/
Desde os tempos mais remotos, a humanidade questionava como o Universo
teria se originado, hoje a Teoria do Big Bang é a mais aceita para explicar como tudo
começou. Segundo essa teoria, o Universo surgiu há aproximadamente 13,7 bilhões
de anos quando toda a matéria se concentrava em um ponto extremamente denso
4 que, após uma explosão cataclísmica, de razões ainda desconhecidas, começou a expandir-se, dando origem à matéria e encontra-se em expansão até hoje. A teoria da expansão do Universo surgiu quando, em 1992, astrônomos que analisavam dados obtidos pelo telescópio espacial Hubble identificaram que a luz das galáxias distantes apresentava comprimentos de onda de luz vermelha. Segundo o Efeito Doppler, comprimentos de onda que se aproximam do ponto de observação exibem comprimentos de onda de luz azul, ao passo que ao afastarem-se exibem comprimento de onda de luz vermelha. Desta forma, todas as galáxias estariam se afastando da nossa em todas as direções, portanto o Universo encontra-se em expansão (DEL MORO, 2017).
Quando a temperatura e a densidade da energia diminuíram, a matéria começou a se formar, em um processo chamado nucleogênese. Durante a nucleogênese, prótons, elétrons e nêutrons combinaram-se e formaram os primeiros átomos de elementos leves, H e He, posteriormente tiveram origem Li e Be. Com quase um milhão de anos de existência, quando a temperatura já era muito baixa para permitir a criação de novos elementos, a força da gravidade passou a unir a matéria existente em imensas nuvens de gás com forma espiralada (DEL MORO, 2017).
Geologicamente falando, é importante analisar como os elementos tiveram origem, e de que maneira uma nuvem de átomos se transformou na matéria que constitui galáxias, planetas e deu origem aos minerais e rochas que conhecemos hoje.
O conteúdo a seguir demonstra como ocorreu a formação do Sistema Solar, de
acordo com a Teoria da Nebulosa (figura abaixo).
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Figura: O processo de formação do Sistema Solar de acordo com a Teoria da Nebulosa
a) Uma nébula se forma a partir do H e He deixados pelo Big Bang. A força da gravidade une esses gases e a poeira estelar na forma de um disco.
b) Partículas quentes se acumulam nos anéis interiores, enquanto voláteis concentram-se nos anéis externos.
c) A bola de gás no centro torna-se quente o suficiente para dar início às reações de fusão das partículas, formando o protossol. Na porção externa, poeira estelar e partículas de gelo colidem, formando planetesimais.
d) Os planetesimais desenvolvem-se a partir de contínuas colisões.
e) A gravidade dá origem à forma arredondada aos planetas, já orbitando ao
redor do Sol.
6 Essa é a razão de se acreditar que o desenvolvimento dos planetas está diretamente relacionado com a sua distância do Sol. Os fragmentos mais densos acumularam-se próximo ao núcleo de gravidade, enquanto os voláteis foram expelidos para o exterior da nebulosa. Desta forma, tem-se a divisão entre planetas terrosos (Mercúrio, Vênus, Terra e Marte) constituídos de metais e rochas, e os planetas gasosos (Júpiter, Saturno, Urano e Netuno), constituídos principalmente por gelo e outros gases.
E o nosso planeta, a Terra, como esta se transformou neste planeta dinâmico que conhecemos, diferentemente de outros planetas que não apresentam atividade tectônica? A resposta para essa pergunta está nos processos de diferenciação.
Quando a Terra ainda estava em formação, sofreu inúmeros impactos de planetesimais e outros corpos celestes, como meteoros. Ao se chocarem, a energia cinética da colisão era convertida em calor, causando a fusão dos materiais rochosos.
Soma-se a isso o fato da presença de minerais radioativos, que ao decaírem liberam energia, consequentemente calor, a Terra primitiva se assimilava a uma grande bola incandescente (DEL MORO, 2017).
Meteoros continuam se chocando com os planetas. Na Lua, por exemplo, são
nítidas as crateras deixadas por esses impactos. O que acontece é que, ao contrário
da Terra, a Lua não possui atmosfera, desta forma encontra-se muito mais exposta
que o nosso planeta, pois os pequenos corpos que nos atingem se desintegram ao
entrar em contato com a atmosfera terrestre, aqueles maiores e mais resistentes
geralmente caem no mar. Isso não significa que não fomos atingidos ou que não
estamos sujeitos a esse tipo de acontecimento. Acredita-se que, há aproximadamente
66 milhões de anos, um gigantesco asteroide tenha se chocado com a Terra,
causando uma extinção em massa que dizimou os dinossauros e milhares de espécies
de outros seres vivos (DEL MORO, 2017). É provável que muitos outros eventos como
esses tenham ocorrido ao longo da história geológica do planeta, porém, devido à
presença de atmosfera e atividade erosiva, os registros tenham se perdido com o
tempo.
7 Ao longo do tempo, os processos de fusão proporcionaram a diferenciação da Terra em camadas, em que elementos mais densos, Fe e Ni, passaram acumular-se no centro do planeta, e os mais leves, Si e Al, na parte externa. O material em contato com a parte externa do planeta resfriava-se, e aos poucos, uma camada rígida foi formada. A partir desse momento, o planeta encontrava-se dividido em três camadas:
núcleo, manto e crosta, separadas por descontinuidades mapeadas por meio da geofísica e que definem zonas de contraste na propagação de ondas sísmicas (DEL MORO, 2017).
A figura abaixo apresenta o perfil mostrando a divisão do planeta Terra em
camadas limitadas por descontinuidades.
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Fonte: Fairchild et al. (2009, p. 85)
Na camada mais interna e sólida, o Fe, mais denso que Ni concentra-se no centro, formando o núcleo interno, que se estende de 5.100 km até 6.400 km de profundidade. O núcleo externo, formado por um material líquido fundido estende-se entre 5.100 km até 2.900 km. Conforme o modelo do geodínamo, a convecção que ocorre no núcleo da Terra é o mecanismo responsável pela geração do campo magnético terrestre, cuja existência permitiu o surgimento da atmosfera. A partir de 2.900 km de profundidade encontra-se o manto, este que se estende até os 40 km (em média), constituído em sua maioria por oxigênio, magnésio, ferro e silício (DEL MORO, 2017).
A camada que habitamos, mais externa e fina (40 km de espessura em média), é dado o nome de crosta. Constituída por materiais leves como silício, alumínio, ferro, cálcio, magnésio, sódio e potássio, pode ser dividida entre dois tipos principais:
continental e oceânica. A crosta continental é mais espessa, pode atingir até 70 km
sob cordilheiras de montanhas, formada por rochas menos densas, ricas em silício e
alumínio. Já a crosta oceânica é mais fina, constituída por rochas densas, ricas em
olivinas e piroxênios, compostos principalmente por Ca e Mg.
9 A crosta, a camada mais externa e rígida da Terra, encontra-se dividida em blocos ou placas tectônicas que "flutuam" sobre o manto afastando-se ou convergindo na direção uns dos outros, sendo o mecanismo unificado que explica a distribuição dos terremotos e vulcões, a mudança na posição dos continentes e a origem das cadeias de montanhas e fossas oceânicas. Por muitos e muitos anos geólogos desenvolveram teorias para explicar processos responsáveis por gerar essas estruturas geológicas, mas somente após o surgimento da teoria da tectônica de placas é que explicações para muitos desses acontecimentos foi possível.
A Teoria da Deriva Continental foi apresentada por Alfred Wegener, um meteorologista alemão, em seu livro intitulado A Origem dos Continentes e Oceanos, publicado em 1915. Nele, Wegener defende que os continentes não são fixos e que estiveram reunidos no passado formando um único supercontinente chamado Pangea, que posteriormente fragmentou-se em continentes menores que se afastaram lentamente, até alcançar as posições que conhecemos hoje (DEL MORO, 2017).
A fim de sustentar sua teoria, Wegener fez algumas importantes observações, mostrando, por exemplo, como as margens dos continentes sul-americano e africano pareciam se encaixar como num quebra-cabeça. Apontou a presença de depósitos glaciais em locais que hoje conhecemos como a Índia, Austrália, África e América do Sul, algo que só poderia ter ocorrido se esses continentes estivessem unidos.
Identificou os mesmos tipos de rochas Pré-cambrianas nas bordas dos continentes da América do Sul e da África. Por fim, mostrou a ocorrência de fósseis das mesmas espécies em continentes diferentes. Um exemplo é o Mesosaurus, um réptil aquático que foi encontrado na América do Sul e na África.
Apesar de todas as evidências apresentadas por Wegener, sua teoria não foi bem aceita no meio geocientífico, pois ele não conseguiu demonstrar quais eram as forças que movimentariam essas enormes massas de terra. Somente nos anos 60, trinta anos após sua trágica morte em uma expedição à Groelândia, com a descoberta de novos dados, é que se voltou a falar da Teoria da Deriva Continental (DEL MORO, 2017).
Ao estudarem dados de batimetria e paleomagnetismo do assoalho oceânico,
mapeados após a Segunda Guerra Mundial, geólogos perceberam que as anomalias
magnéticas presentes nas rochas de fundo oceânico apresentavam o mesmo padrão
10 de alternância entre polaridades positiva e negativa em lados opostos da dorsal. Como alguns minerais magnéticos têm capacidade de se orientar de acordo com o campo magnético terrestre preservando sua orientação nas rochas no momento em que elas são formadas (paleomagnetismo), durante a formação de crosta nas dorsais meso- oceânicas, os minerais, ao resfriarem, preservam dados de magnetização do campo magnético que devido ao espalhamento oceânico – a nova crosta gerada nas dorsais (já com campo magnético invertido) afasta a crosta antiga em direções opostas – dá origem este padrão ''listrado'' no assoalho oceânico.
Como você já sabe, o manto da Terra é sólido, porém, é tão quente na base da crosta que exibe comportamento plástico, podendo fluir lentamente, na ordem de 1 a 15 cm por ano. Essa habilidade de fluir do manto é chamada de convecção. Neste processo, o manto mais raso e frio afunda, enquanto o manto mais quente ascende devido ao contraste de temperatura, formando células de convecção e favorecendo a movimentação das placas tectônicas.
As placas se movimentam uma em relação à outra a partir de três tipos de limites: limite convergente, limite divergente e limite transformante, conforme a Figura 1.5. Em limites convergentes, ocorre a colisão de duas placas. A colisão pode ocorrer entre placas continental – oceânica, continental – continental ou oceânica – oceânica.
Um exemplo de colisão entre duas placas de crosta continental está na cordilheira do
Himalaia, pois como as duas placas são relativamente de baixa densidade, nenhuma
afunda sob a outra, formando altas montanhas. A cordilheira dos Andes se
desenvolveu a partir da colisão entre a placa oceânica do Pacífico e a placa
continental da América do Sul. Por ser mais densa, a placa do pacífico afunda sob a
placa sul-americana, formando uma zona de subducção. Atividade vulcânica ocorre
associada a esse tipo de limite. Por fim, quando duas placas de crosta oceânica
convergem, arco de ilhas vulcânicas se formam, como o Japão, por exemplo. Em um
limite de placa do tipo divergente, duas placas oceânicas se afastam, um processo
chamado de espalhamento do fundo oceânico, formando as cordilheiras meso-
oceânicas, locais em que ocorre a geração de nova crosta oceânica para preencher o
espaço gerado. Na transição entre esses dois limites, estão os limites transformantes,
neles as placas deslizam lateralmente entre si, um exemplo famoso desse tipo de
limite é a Falha de San Andreas, na Califórnia, EUA. (DEL MOURO, 2017).
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Figura 1.5 | As placas tectônicas e os três tipos de limites entre placas: transformante, divergente e convergente
2.2 Tempo geológico
Nesta seção, estudaremos a história geológica da Terra no que se refere às
modificações físicas e químicas do planeta ao longo de 4,6 bilhões de anos, e os
sucessivos eventos de colisão e separação de continentes que formaram cadeias de
montanhas e zonas de subducção. Conheceremos também, como surgiram as
primeiras formas de vida e a diversificação das espécies, até as grandes extinções
que aniquilaram os dinossauros possibilitando que os mamíferos e os humanos
dominassem. Adicionalmente, você conhecerá as principais ferramentas e métodos
utilizados pelos geólogos para encaixar as peças do quebra-cabeça que é a história
geológica da Terra!
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Fonte: https://geocienciazone.wordpress.com/
Entende-se por tempo geológico o tempo decorrido desde o final da fase de formação da Terra até os nossos dias. Antes da descoberta dos métodos de datação absoluta (radiometria) o tempo geológico foi dividido em intervalos diversos que, em ordem decrescente de importância hierárquica, receberam a qualificação eras, períodos, épocas e idades. Essas subdivisões ainda se mantêm, só que agora se conhece a amplitude cronológica absoluta das mesmas. Elas constituem unidades geocronológicas, cada uma das quais recebe uma designação particular.
(BERTOLINO, 2005).
No ano de 1669, Nicolau Steno chegou à conclusão que as rochas se
superpunham em ordem cronológica (Lei da Superposição) e que elas estavam
originalmente em camadas horizontais. Numa sequência de camadas, a camada de
cima é mais jovem que a camada situada imediatamente abaixo.
13 Já em 1815 William Smith reconheceu que os fósseis são instrumentos confiáveis para datar as rochas (sedimentares) e distinguir um estrato do outro. Esta descoberta possibilitou a correlação de rochas de mesma idade e que se encontravam em localidades distantes, além de servir como apoio para elaboração dos primeiros mapas paleontológicos.
Com base nos fósseis e na extinção de uma espécie ou de um conjunto de espécies, foi possível definir as idades geológicas e colocá-las, pela Lei da Superposição, em ordem cronológica (SALGADO-LABOURIAU, 1994). Esta sequência cronológica constitui a Escala de Tempo Geológica.
Fonte: https://www.sobregeologia.com.br/
14 A definição de cada unidade estratigráfica e sua cronologia surgiram aos poucos, com o estudo de muitos geólogos, trabalhando independentemente desde o final do século XVIII até meados do século XIX. Cada período geológico foi caracterizado depois de muitas observações, muito estudo, e foi colocado na escala geológica após várias tentativas. As subdivisões dos períodos ainda estão em estudos e são reexaminados cada vez que se criam novos métodos de observação (SALGADO-LABOURIAU, 1994).
A escala geológica é sempre representada na sequência estratigráfica, a qual
obedece à ordem da superposição inicial dos estratos. Esta ordem implica
necessariamente numa medida de tempo - o tempo necessário para a deposição
daquele estrato.
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16 Em uma sequência estratigráfica o estrato mais antigo está na base da escala e é seguido pelos os outros que se vão superpondo no espaço e no tempo até chegar ao mais recente, o qual fica em cima de todos (tempo relativo).
Sempre que as condições ambientais são semelhantes, mesmo que ocorram em épocas diferentes da escala geológica, elas produzem rochas sedimentares semelhantes. Entretanto, os fósseis, contidos em rochas semelhantes, mas de épocas distantes, são totalmente diferentes por causa do processo de evolução dos organismos. Para cada período, época ou outra unidade de tempo, existe um conjunto de fósseis característico. Conhecendo-se o conjunto de fósseis de uma formação pode-se dizer a que intervalo de tempo da escala geológica ela pertence e pode avaliar a extensão territorial onde esta formação ocorre (datação relativa).
Magnitude do Tempo Geológico
Mesmo hoje a quantidade real de tempo geológico decorrido, visto que é tremendamente grande, significa pouco, sem qualquer base de comparação. Para este fim, tem sido inventado numerosos esquemas nos quais, eventos geológicos chaves são localizados proporcionalmente, em unidades de comprimento ou tempo atuais, de modo a tornar o tempo geológico um tanto mais compreensível.
Comprimam-se, por exemplo, todos os 4,5 bilhões de anos de tempo geológico em um só ano. Nesta escala, as rochas mais antigas reconhecidas datam de março.
Os seres vivos apareceram inicialmente nos mares, em maio. As plantas e animais
17 terrestres surgiram no final de novembro e os pântanos, amplamente espalhados que formaram os depósitos de carvão pensilvanianos, floresceram durante cerca de quatro dias no início de dezembro. Os dinossauros dominaram nos meados de dezembro, mas desapareceram no dia 26, mais ou menos na época que as montanhas rochosas se elevaram inicialmente. Criaturas humanóides apareceram em algum momento na noite de 31 de dezembro, e as recentes capas de gelo continentais começaram a regredir da área dos Grandes Lagos e do norte da Europa a cerca de 1 minuto e 15 segundos antes da meia noite do dia 31. Roma governou o mundo ocidental por 5 segundos, das 11h.59m. 45 seg. até 11h.59m.50seg.. Colombo descobriu a América 3 segundos antes da meia noite, e a ciência da geologia nasceu com os escritos de James Hutton exatamente há pouco mais que 1 segundo antes do final de nosso movimento ano dos anos (EICHER, 1982).
Datação Radiométrica (Absoluta)
Muitos tipos de átomos que ocorrem na natureza possuem núcleos que se desintegram espontaneamente para um estado de menor energia. Estes átomos são denominados radioativos, e o processo de sua desintegração é chamado radioatividade. Um tipo específico de átomo, que é caracterizado por um número atômico particular e um número de massa particular, é denominado nuclídeo. O número atômico é o número de prótons do núcleo e este número determina o elemento. O número de massa é a soma dos prótons e nêutrons do núcleo. Os nuclídeos, possuindo o mesmo número atômico, mas número de massa diferente, são chamados isótopos de um dado elemento.
Na desintegração radioativa, o núcleo atômico emite uma partícula alfa ou uma partícula beta, ou captura um elétron. Ele pode simultaneamente emitir raios gama, radiação eletromagnética mais energética do que raios-X. Quando um átomo radioativo “pai” se desintegra, ele se transforma em outro tipo de átomo denominado
“filho”. Na desintegração alfa, o núcleo do átomo pai perde 2 prótons e 2 nêutrons; o
número de massa decresce de 4 e o número atômico de 2. Na desintegração beta, o
núcleo emite um elétron de alta velocidade, um dos seus nêutrons se transforma em
um próton e o número atômico aumenta de um. Na captura de elétrons, um próton do
núcleo captura um elétron orbital e se transforma em um nêutron, e o número atômico
18 decresce de um. A desintegração beta e a captura de elétrons não mudam o número de massa.
Visto que a desintegração radiativa envolve apenas o núcleo de um átomo pai, a taxa é independente de todas as condições físicas e químicas, tais como pressão, temperatura, e forças químicas tampões. Os átomos de um nuclídeo radioativo particular possuem cada um a mesma probabilidade de preservação ou desintegração, qualquer que seja a sua idade. O processo é estatisticamente caótico.
Pode-se estabelecer a probabilidade de desintegração por meio de uma constante de desintegração, , que indica a proporção de átomos radioativos existentes que se desintegrarão em uma unidade de tempo. O número total de átomos para desintegrar- se será dado por N, onde N é o número total de átomos radioativos pais, presentes no sistema. Desde que N decresce constantemente através da desintegração em uma dada amostra, o número real de átomos a se desintegrar deve decrescer com cada intervalo sucessivo de tempo na proporção de diminuição do número de átomos radioativos pais sobreviventes. O tempo de vida de um pai radioativo em um dado sistema não pode ser especificado. Em teoria é infinito. É simples, entretanto, especificar o tempo de desintegração da metade dos átomos pais radioativos em um sistema. Este tempo é chamado de meia-vida (BERTOLINO, 2005). Cada nuclídeo radioativo possui uma meia-vida única, T que relaciona à sua constante de desintegração pela expressão:
T = 0,693/
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Meia vida dos isótopos mais usados em datações radiométricas (Modificado de Salgado-Labouriau, 1994).
Método Radiocarbônico
O carbono - 14 (C-14) é um isótopo radiativo que ocorre normalmente na atmosfera e nos seres vivos. A sua meia-vida é de cerca de 5.730 anos, o que significa que este método só pode ser utilizado para o Quaternário Tardio.
O carbono - 14 apresenta uma peculiaridade muito especial. Ele está sendo criado continuamente na parte alta da atmosfera, a cerca de 15 km acima da superfície da Terra. Átomos de nitrogênio - 14 (N-14) são bombardeados constantemente por raios cósmicos nesta altitude, o que faz com que cada núcleo absorva um nêutron, emita um próton e se transforme em carbono - 14. Este carbono recém-criado é imediatamente incorporado ao gás carbônico (CO2) atmosférico e é assimilado no ciclo de carbono dos seres vivos. Eventualmente, o C-14 decai novamente a N-14.
(BERTOLINO, 2005).
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Tabela I Série de decaimento do urânio (238U e 235U).
Na década de 50, W. Libby criou o método de datação por radio-carbono. Pelo processo de fotossíntese as plantas removem o gás carbônico da atmosfera. Como C-12, C-13 e C-14 estão em equilíbrio, a atmosfera, o mar, as plantas e os animais vivos têm estes isótopos em equilíbrio dinâmico. Quando um organismo morre, ele para de absorver CO2 e lentamente a proporção de C-14 diminui no corpo por decaimento radioativo. O método de datação criado por Libby, não mede a quantidade de isótopo estável produzido pelo decaimento radioativo, como as técnicas com isótopos de longa-vida. O que se mede é a quantidade de C-14 que restou na matéria orgânica morta (SALGADO-LABOURIAU, 1994).
Como o C-14 tem meia-vida muito curta, a datação máxima possível fica
geralmente entre 25 e 30 mil anos A.P., dependendo do método empregado na
detecção do C-14 residual e da quantidade da amostra. Somente em casos especiais,
quando é possível conseguir uma grande quantidade de matéria orgânica para datar
(pelo menos 1 kg de sedimento úmido), a datação pela radiação emitida pode se
estender até o limite do método (entre cerca de 70 - 75 mil anos). (BERTOLINO, 2005).
21 2.3 O sistema Terra Lua
O terceiro planeta do Sistema Solar apresenta massa aproximada de 6x1029g e densidade de 5,52 g/ cm3. O raio equatorial terrestre é de 6.378,2 km e o seu volume 1,083x 1012km3. Embora tenha perdido seus elementos voláteis na fase de acresção do Sistema Solar, a Terra apresenta uma atmosfera secundária, formada por emanações gasosas durante toda a história do planeta, e constituída principalmente por nitrogênio, oxigênio e argônio. A temperatura de sua superfície é suficientemente baixa para permitir a existência de água liquida, bem como de vapor de água na atmosfera, responsável pelo efeito estufa regulador da temperatura, que permite a existência da biosfera. Por causa dos envoltórios fluidos que a recobrem, atmosfera e hidrosfera, a Terra quando vista do espaço assume coloração azulada. Esta visão magnífica foi relatada por Yuri Gagarin, o primeiro astronauta a participar de uma missão aeroespacial (TEIXEIRA, et al., 2000).
A principal característica do planeta Terra é seu conjunto de condições únicas e extraordinárias que favorecem a existência e a estabilidade de muitas formas de vida, sendo que evidências de vida bacteriana abundante foram já encontradas em rochas com idade de 3.500 milhões de anos.
A Terra possui importantes fontes de calor em seu interior, que fornecem energia para as atividades de sua dinâmica interna e condicionam a formação de magmas e as demais manifestações da assim chamada tectônica global. Este processo conjuga-se aos movimentos de grandes placas rígidas que constituem a litosfera, a capa mais externa do planeta, que por sua vez situa-se em todo o globo acima de uma camada mais plástica, a astenosfera.
Ao mesmo tempo, a superfície terrestre recebe energia do Sol, através da radiação solar incidente, que produz os movimentos na atmosfera e nos oceanos do planeta. Estas últimas atividades são as que provocam profundas transformações na superfície da Terra, modificando-a continuamente, justificam assim o fato de que quaisquer feições primitivas de sua superfície, como por exemplo crateras de impacto meteorítico, tenham sido fortemente obscurecidas ou totalmente apagadas ao longo da sua história.
A Lua, o satélite da Terra, apresenta 1,25% da massa do planeta a que se
relaciona, sendo neste particular um dos maiores satélites do Sistema Solar. Tem um
22 diâmetro de 3.480 km e densidade de 3,3 g/ cm3, portanto muito menor do que a da Terra.
As feições geológicas maiores da Lua são visíveis a olho nu (figura abaixo).
Trata-se de áreas claras que circundam áreas mais escuras de contorno mais ou menos circular, conhecidas como mares ("maria"). As informações obtidas nas missões espaciais à Lua indicaram que as primeiras são regiões de terras altas (highlands), de relevo irregular, e apresentando grande quantidade de crateras de impacto, enquanto que as segundas são vastas planícies, com muito menor quantidade de crateras (TEIXEIRA, et al., 2000).
Figura: Principais feições observáveis na superfície lunar a partir da Terra, destacando-se as planícies, os mares (áreas escuras) e as terras altas de relevo irregular com grande quantidade de
crateras. Fonte: Observatório Lick, NASA.
As amostras de material lunar coletadas pelas missões Apollo permitiram
esclarecer que nas terras altas predominam rochas claras, pouco comuns na Terra e
denominadas anortositos, constituídas essencialmente de plagioclásios (silicatos de
23 Na e Ca) que são por sua vez muito comuns na Terra. Determinações de idade obtidas nestas rochas mostraram-se sempre acima de 4.000, milhões de anos. Alguns valores de idade resultaram próximos de 4.600 milhões de anos, da mesma ordem das idades obtidas em meteoritos. Estas idades indicam que os materiais lunares foram também formados nos primórdios da evolução do Sistema Solar (TEIXEIRA, et al., 2000).
Por sua vez, as amostras coletadas das regiões baixas (nos mana) revelaram uma composição basáltica, material de origem vulcânica muito comum na Terra. Suas idades resultaram em geral mais novas do que as das rochas anortosíticas, mas de qualquer forma muito antigas, da ordem de 3.800 milhões de anos. As datações mais jovens obtidas nas rochas basálticas lunares foram da ordem de 3.200 milhões de anos.
A análise das estruturas de impacto visíveis na superfície da Lua demonstra que o satélite foi submetido a um violento bombardeio por planetésimos e asteróides de todos os tamanhos, desde sua fase embrionária. As crateras maiores têm diâmetros superiores a 1.000 km (como por exemplo os denominados Mare Imbrium, Mare Tranquilitatis, ou a Bacia Oriental, no lado distante da Lua), mas existem muitas outras, de todos os tamanhos.
Figura: Imagem do Mare Imbrium, uma cratera de impacto gigantesca, preenchida por lava, com cerca de 1.000 km de diâmetro. Notar o grande número de crateras menores e mais jovenstambém
presentes. Fonte: NASA.
24 A origem do sistema Terra-Lua é assunto ainda controvertido, tendo em vista as muitas semelhanças e diferenças de nosso satélite em relação à Terra. O modelo mais aceito atualmente postula um impacto de um corpo de dimensões pouco maiores que Marte, durante os estágios finais da acresção planetária, ocasião em que a Terra já tinha praticamente seu tamanho atual, e já estava diferenciada, com núcleo metálico e manto silicático (TEIXEIRA, et al., 2000).
2.4 Composição interna da Terra
É impossível ter acesso direto às partes mais profundas da Terra devido às limitações tecnológicas de enfrentar as altas pressões e temperaturas. O furo de sondagem mais profundo feito até hoje (em Kola, Rússia) atingiu apenas 12 km, uma fração insignificante comparada ao raio da Terra de 6.370 km. Assim, a estrutura interna do planeta só pode ser estudada de maneira indireta. A. análise das ondas sísmicas, registradas na superfície, permite deduzir várias características das partes internas da Terra atravessadas pelas ondas. Alguns aspectos básicos de propagação de ondas sísmicas serão abordados agora, mostrando como as principais camadas da Terra são estudadas (BERTOLINO, 2005).
O conhecimento da estrutura interna da Terra é essencial para a compreensão dos fenômenos que se manifestam na sua superfície, tais como terremotos e o vulcanismo, que são responsáveis por modificações na superfície terrestre com graves consequências para a vida humana. Parte do conhecimento adquirido sobre o interior do planeta foi obtido com os estudos das ondas sísmicas (SILVA; VAZ, 2012).
A propagação dessas ondas é medida através de aparelhos, chamados de sismógrafos, que permitiram a descoberta de um núcleo central, em que as ondas são transmitidas no sentido latitudinal. No restante da Terra, são transmitidas ondas, tanto latitudinais quanto transversais. Esse fato evidenciou que o núcleo interior é líquido, enquanto o manto que o envolve é sólido.
A Terra é constituída por variadas camadas concêntricas e de composição
diferenciadas. Entre 20 e 40 km, existe uma descontinuidade sísmica, denominada
Mohorovicic (Moho); este ponto foi delimitado como sendo o limite entre a crosta
terrestre e o manto superior. Partindo daí, a cerca de 2.900 quilômetros de
profundidade, começa o manto. Nesta profundidade, ocorre a descontinuidade de
25 Wiechert-Gutenberg, que marca a transição entre o manto e o núcleo. O núcleo é dividido em duas partes: núcleo exterior líquido e núcleo interior sólido (SILVA; VAZ, 2012).
Fonte: Fairchild et al. (2009, p. 85)
A descoberta da composição química das camadas constituintes da Terra permitiu o desenvolvimento de outra ciência, a Geoquímica, encarregada de estudar a distribuição e a quantidade dos elementos químicos e seus isótopos nos minerais, nas rochas, no solo, na água e na atmosfera. Essa ciência tem por base a Mineralogia, a Geologia e a Química, e também está ligada à Física e à Química Atômica.
Tabela: Características da estrutura interna da Terra.
Profundidade km
Denominação Constituição litológica
Densidade g/cm³
Temperatura (ºC) 15 a 25
30 a 50
Litosfera crosta superior SiAl
sedimentos granito basalto
2,7 2,9
600
1.200
26 crosta inferior
SiMa 1.200
2.900
Manto superior (astenosfera) Manto inferior
Peridotito silicatos,
sulfetos e óxidos
3,3 4,7
3.400 4.000
6.370 Núcleo
NiFe
ferro metálico e níquel
12,2 4.000
A partir de agora, veremos cada uma das principais camadas que formam o planeta Terra:
Crosta – também chamada de litosfera, é a parte mais externa da Terra, formada por rochas (agregados naturais de minerais) magmáticas, sedimentares e metamórficas. Sua espessura varia de 5 km sob os oceanos e 60 km, nos continentes.
Nas regiões continentais, existe a zona superior, chamada de SiAl (predomínio de rochas ricas em silício e alumínio) e a zona inferior, com predomínio de silicatos de magnésio e ferro (daí o nome Sima). É na crosta externa que ocorre a maioria dos fenômenos geológicos, e, na crosta interna, ocorrem as atividades magmáticas e tectônicas. A crosta oceânica é mais fina, mais densa e mais jovem que a continental, formada por uma camada homogênea de rochas basálticas.
A composição da crosta está relacionada com os tipos de magma. A crosta continental é formada por um magma ácido, enquanto que a crosta oceânica é formada por um magma básico. O estudo da constituição química da crosta é feito a partir da análise da composição e do volume das diferentes rochas. Na tabela abaixo, são apresentados os principais compostos químicos que compõem a crosta terrestre.
Veja que a sílica e a alumina são os compostos mais abundantes (SILVA; VAZ, 2012).
27
Tabela: Composição química da crosta terrestre
Manto – é a camada localizada diretamente abaixo da crosta, formada por uma mistura de metal e silicatos de ferro e magnésio. Foi o estudo dos meteoritos que permitiu a determinação dos elementos químicos existentes no interior do planeta.
Está dividido em manto superior e manto inferior.
O manto superior, formado por rochas no estado de fusão, é fluido, constituindo o magma basáltico que alimenta as erupções vulcânicas. Vai da zona de descontinuidade Moho até os 650 km de profundidade. Esta descontinuidade, sob a crosta oceânica está a uma profundidade média de 5 a 10 km e, sob a crosta continental, a profundidades que vão de 30 km, em regiões cratônicas, podendo ir de 80 a 100 km sob as cordilheiras. Já o manto inferior é sólido, vai de 650 km de profundidade até o limite externo do núcleo (SILVA; VAZ, 2012).
Núcleo – é a parte mais interna da Terra, corresponde, aproximadamente, a
1/3 da massa da Terra e contém principalmente elementos metálicos, como ferro e
níquel (98%). Sua composição foi estabelecida comparando-se experimentos
28 laboratoriais com dados sismológicos. A cerca de 5.100 km de profundidade, o núcleo apresenta a descontinuidade de Lehmann, que separa o núcleo exterior fluido do núcleo interior sólido. Mesmo com a elevada temperatura, o núcleo interior mantém- se sólido devido à alta pressão a que está submetido. Alguns estudos apontam que é esta camada líquida do núcleo que dá origem ao campo magnético da Terra.
O campo eletromagnético da Terra tem sua origem atrelada às correntes do líquido no núcleo exterior ao interior. O ferro e o níquel, no estado de fusão no núcleo exterior, através dos movimentos do fluido, acabam gerando uma corrente elétrica. A eletricidade cria um campo magnético que se estende em direção ao espaço (SILVA;
VAZ, 2012).
Figura: Linhas do campo magnético da Terra.
Fonte: http://mundoeducacao.uol.com.br
Esse campo eletromagnético estende-se a até cerca de 60.000 km e protege a Terra das explosões solares, porque desvia as tempestades do nosso Sol. Assim, além de evitar a destruição da camada de ozônio, impede a passagem de grandes quantidades da radiação ultravioleta (SILVA; VAZ, 2012).
Entretanto, cientistas têm detectado a perda de força do campo
eletromagnético da Terra, o que poderá deixar o planeta mais vulnerável ao aumento
da radiação ultravioleta.
29 Com relação à temperatura interna do planeta, sabe-se, através de túneis e sondagens, que a temperatura aumenta progressivamente para o interior (figura abaixo). A temperatura da superfície do planeta depende do calor recebido do Sol, mas sem o calor interno não teríamos condições de sobreviver. O calor na parte interna não é uniforme e depende da condutibilidade
1das rochas. Preste atenção:
em locais com rochas pouco condutoras de calor, a temperatura aumenta; enquanto em locais com rochas boas condutoras de calor, a temperatura aumenta menos (SILVA; VAZ, 2012).
Fonte: (SILVA; VAZ, 2012, p. 29)
O aumento da temperatura está relacionado ao gradiente geotérmico. Quanto mais próximo do manto, mais elevada é a temperatura. Nas zonas com atividade térmica mais intensa, pode ocorrer a ascensão de água com temperaturas mais elevadas, tais como nas zonas termais.
O gradiente (ou grau) geotérmico corresponde ao número de metros em profundidade para que a temperatura se eleve 1ºC. Esse valor não é constante, mas, geralmente, fica em torno dos 30 metros. Grande parte do calor do interior da Terra
1 Condutibilidade é a propriedade que alguns materiais possuem de conduzir calor. Nas rochas, esta propriedade varia de acordo com o tipo de rocha.
30 provém dos materiais radioativos existentes. Por exemplo, todas as rochas possuem material radioativo, como o urânio e o tório, que vão sendo transformados em chumbo e hélio. Esse processo de transmutação natural libera energia em forma de calor.
Não é possível dizer com precisão qual é a temperatura interna da Terra, mas, através da Sismologia, as pesquisas têm avançado. Geralmente, a temperatura eleva- se menos nas regiões geológicas mais antigas (escudos cristalinos), que não sofrem perturbações tectônicas recentes (figura abaixo). Nas zonas geológicas mais novas (recentes), sujeitas a perturbações geológicas, o magma atinge níveis superiores na litosfera, o que ocasiona o aumento mais rápido da temperatura.
Fonte: (SILVA; VAZ, 2012, p.30).
Observe no mapa que os locais onde há extravasamento do magma, tais como
ao longo da cordilheira Mesoatlântica, as temperaturas são mais elevadas devido à
chegada, na superfície, de rochas vindas do interior do planeta (setas em preto) e,
nas áreas correspondentes aos atuais continentes, as temperaturas são mais baixas
(setas brancas).
31 Classificação Geoquímica dos Elementos
As diretrizes da geoquímica moderna tratam de mostrar onde se podem encontrar os elementos e em que condições. Por exemplo: Lantânio e potássio encontram-se juntos; telúrio e tântalo “fogem” um do outro. Alguns, embora presentes, estão dispersos como o rubídio no potássio e gálio no alumínio. Háfnio e selênio não são formadores de acumulações e às vezes, se acham tão dispersos na natureza que seu percentual na composição das rochas é ínfimo. Outros elementos como chumbo e ferro durante seu processo de deslocamento experimentam uma parada e formam combinações capazes de acumularem-se com facilidade (ANTONELLO, 1995).
A geoquímica estuda as leis da distribuição e migração dos elementos em condições geológicas definidas marcando seu percurso e exploração das jazidas minerais. Goldschmidt foi o primeiro a acentuar a importância da diferenciação geoquímica primária dos elementos, classificando-os da seguinte maneira (BERTOLINO, 2005):
Siderófilos: com afinidade pelo ferro metálico; ex.: Cr, V, Co, Ni.
Calcófilos ou sulfófilos: com afinidade pelo sulfeto, ex.: Pb, Zn, Cu, Ag, Hg, Bi, Sb, Se, Fe, S, As.
Litófilos: com afinidade pelo silicato, ex.: O, Si, Al, Na, K, Ca, Mg.
Atmófilos: com afinidade pela atmosfera, ex.: O, C, gases nobres, N.
Alguns elementos mostram afinidade por mais de um grupo, pois a distribuição de qualquer elemento depende, em certo grau, da temperatura, pressão e ambiente químico, como um todo.
2.5 Teorias geotectônicas
A Terra é um planeta dinâmico. Se fosse fotografada do espaço a cada século,
desde a sua formação até hoje, e estas fotos compusessem um filme, o que veríamos
seria um planeta azul se contorcendo com os continentes ora colidindo, ora se
afastando entre si. Atualmente, acreditamos que a litosfera terrestre é fragmentada
em cerca de uma dúzia de placas, que se movem por razões não muito bem
compreendidas, mas cujo motor situa-se no manto. Placas são originadas nas dorsais
meso-oceânicas e ao se chocarem provocam o mergulho da placa mais densa sob a
32 outra e o seu consequente retorno ao manto. A constatação da existência das placas tectônicas deu uma nova roupagem às antigas ideias de Deriva Continental, explicando satisfatoriamente muitas das grandes feições geológicas da Terra, como as grandes cordilheiras de montanhas, como os Andes, e respondendo a questões, por exemplo, sobre as concentrações dos sismos e vulcões atuais ou sobre as rochas que já estiveram no fundo dos oceanos e estão hoje no topo de grandes cadeias montanhosas, como nos Himalaias. A Tectônica Global ou Tectônica de Placas é a chave para a compreensão da história geológica da Terra.
Neste capítulo será mostrado um breve histórico do desenvolvimento da Teoria da Deriva Continental até chegar à moderna Tectônica de Placas.
Fonte: https://docplayer.com.br/
A crosta terrestre, ou litosfera, é uma camada de terra e rochas irregulares, sendo composta por placas tectônicas que não são fixas, porque ficam sobre o magma (rocha fundida de alta temperatura). Essas placas dão à litosfera terrestre a aparência de um grande quebra-cabeça, em que as peças se encaixam. As placas estão em constante movimento e exercem pressão umas contra as outras. Assim, as bordas das placas tectônicas se chocam ou se afastam, devido ao deslocamento que sofrem em variadas direções.
São contadas dez grandes placas tectônicas: Placa Eurasiática, Placa Arábica, Placa Africana, Placa Australiana-indiana, Placa do Pacífico, Placa Sul-americana, Placa Norte-americana, Placa Antártica, Placa Filipina e Placa Nazca (Figura abaixo).
Também existem várias outras placas menores, tais como a Placa do Caribe, a Placa
das Filipinas, a Placa Scotia, a Placa de Cocos e a Placa Juan de Fuca. Mas nem
sempre foi assim (SILVA; VAZ, 2012).
33
Figura: Mosaico de placas tectônicas. As setas indicam a direção do movimento.
Fonte: http://pt.wikipedia.org
Ao longo das eras geológicas, as placas tectônicas se uniram e se separaram
em vários momentos, formando configurações continentais muito diferentes daquela
que temos hoje. Em um desses momentos, na passagem do Proterozoico para o
Fanerozoico, teve início uma aglutinação dos continentes. Nessa época (540 milhões
de anos atrás), foi formado o supercontinente denominado Pangea. A figura a seguir
mostra as massas continentais unidas. Observe que o formato dos continentes atuais
ainda não estava completamente definido, mas já é possível perceber alguns
contornos (SILVA; VAZ, 2012).
34
Figura: O megacontinente Pangea era constituído pelos continentes Laurásia e Gondwana.
Fonte: Modificado de Toledo et al. (2000)
Mas essa não foi a primeira vez que as massas continentais se uniram. Há indícios de que esse fenômeno ocorreu diversas outras vezes na história do planeta.
Entretanto, as dimensões e os formatos dessas massas continentais eram muito diferentes (SILVA; VAZ, 2012).
O Surgimento da Teoria da Deriva Continental
A teoria da Tectônica de Placas - que revolucionou as Geociências, assim
como a teoria da Origem das Espécies modificou as Biociências, e as teorias da
Relatividade e da Gravitação Universal mudaram os conceitos da Física - nasceu
quando surgiram os primeiros mapas das linhas das costas atlânticas da América do
Sul e da África. Em 1620, Francis Bacon, filósofo inglês, apontou o perfeito encaixe
entre estas duas costas e levantou a hipótese, pela primeira vez historicamente
registrada, de que estes continentes estiveram unidos no passado. Nos séculos que
se seguiram, esta ideia foi diversas vezes retomada, porém raramente com
argumentações científicas que lhe dessem suporte teórico (TEIXEIRA et al., 2000).
35 Conforme já vimos anteriormente, a origem da teoria da Tectônica de Placas ocorreu no início do século XX com as ideias visionárias e pouco convencionais para a época do cientista alemão Alfred Wegener, que se dedicava a estudos meteorológicos, astronômicos, geofísicos e paleontológicos, entre outros assuntos.
Wegener passou grandes períodos de sua vida nas regiões geladas da Groenlândia fazendo observações meteorológicas e misturando frequentemente atividades de pesquisa com aventuras. Entretanto, sua verdadeira paixão era a comprovação de uma ideia, baseada na observação de um mapa-múndi no qual as linhas de costa atlântica atuais da América do Sul e África se encaixariam como um quebra-cabeças gigante, de que todos os continentes poderiam se aglutinar formando um único megacontinente. Para explicar estas coincidências, Wegener imaginou que os continentes poderiam, um dia, terem estado juntos e posteriormente teriam sido separados. Poucas ideias no mundo científico o foram tão fantásticas e revolucionárias como esta.
A esta supercontinente Wegener denominou Pangea, onde Pan significa todo, e Gea, Terra, e considerou que a fragmentação do Pangea teria iniciado há cerca de 220 milhões de anos, durante o Triássico, quando a Terra era habitada por Dinossauros, e teria prosseguido até os dias atuais. O Pangea teria iniciado a sua fragmentação dividindo-se em dois continentes, sendo o setentrional chamado de Laurásia e a austral de Gondwaná (TEIXEIRA et al., 2000).
Apesar de não ter sido o primeiro nem o único de seu tempo a considerar a
existência de movimentos horizontais entre os continentes, Wegener foi o primeiro a
pesquisar seriamente a ideia da deriva continental e a influenciar outros
pesquisadores. Para isto, procurou evidências que comprovassem sua teoria, além
da coincidência entre as linhas de costa atuais dos continentes. Wegener enumerou
algumas feições geomorfológicas, como a cadeia de montanhas da Serrado Cabo na
África do Sul, de direção leste-oeste, que seria a continuação da Sierra de Ia Ventana,
a qual ocorre com a mesma direção na Argentina, ou ainda um planalto na Costa do
Marfim, na África, que teria continuidade no Brasil. Entretanto, as evidências mais
impressionantes apresentadas pelo pesquisador foram:
36
Presença de fósseis de Glossopteris em regiões da África e Brasil, cujas ocorrências se correlacionavam perfeitamente, ao se juntarem os continentes.
Evidências de glaciação, há aproximadamente 300 Mana região Sudeste do Brasil, Sul da África, Índia, Oeste da Austrália e Antártica.
Estas evidências, que incluem a presença de estrias indicativas das direções dos movimentos das antigas geleiras, sugeririam que, naquela época, grandes porções da Terra, situadas no hemisfério sul, estariam cobertas por camadas de gelo, como as que ocorrem hoje nas regiões polares e, portanto, o planeta estaria submetido a um clima glacial. Caso isto fosse verdade, como explicar a ausência de geleiras no hemisfério norte, ou a presença de grandes florestas tropicais, que teriam dado origem naquela época aos grandes depósitos de carvão? Este aparente paradoxo climático poderia ser facilmente explicado, se os continentes estivessem juntos há 300 Ma, pois neste caso a distribuição das geleiras estaria restrita a uma calota polar no Sul do planeta, aproximadamente como é hoje (TEIXEIRA et al., 2000).
A teoria desenvolvida por Wegener ficou esquecida após a sua morte (1930) e só voltou à tona durante a Segunda Guerra Mundial, com as tecnologias militares desenvolvidas para localizar submarinos no fundo dos mares. Isso possibilitou o traçado de mapas detalhados do relevo do fundo oceânico, mostrando um ambiente geologicamente mais ativo do que se imaginava até então.
Seguindo essa lógica, entre as décadas de 1950 e 1960, a Geocronologia trouxe novas informações sobre a idade das rochas oceânicas e o estudo do seu magnetismo. Assim, à deriva dos continentes passou a ser estudada com mais seriedade.
Logo em seguida, o norte-americano Harry Hess apresentou a hipótese da
expansão do fundo oceânico, em que apontava que essas estruturas estariam
relacionadas a processos de convecção do interior da Terra (SILVA; VAZ, 2012).
37 A Teoria da Tectônica de Placas
A Teoria da Deriva Continental foi a hipótese elaborada por Alfred Wegener no início do século XX para explicar o arranjo e a distribuição das massas continentais atuais. Mais recentemente, na década de 1960, um grupo de cientistas reuniu diversas evidências para tentar explicar como esse processo teria ocorrido, elaborando a Teoria da Tectônica de Placas. A principal evidência apontada por Wegener foi o contorno dos continentes (a costa leste da América do Sul tem uma forma que quase se encaixa na forma da costa oeste da África), o que evidencia que no passado existia apenas uma massa continental (Pangea) que, ao se fragmentar, resultou nos continentes que temos hoje e na formação de algumas ilhas oceânicas (fragmentos deixados durante o deslocamento dos continentes).
A Teoria da Tectônica de Placas foi a evolução desse pensamento de Wegener.
A diferença é que se passou a considerar que a crosta terrestre está dividida e se movimenta sobre grandes placas tectônicas. Estas se movimentam impulsionadas pelas forças provenientes do interior da Terra, que Wegener ainda não conhecia (SILVA; VAZ, 2012).
As placas tectônicas
As placas litosféricas podem ser classificadas em oceânicas ou continentais e apresentam características bastante distintas. Variam na composição litológica e química, na morfologia, na estrutura, na espessura, idade e dinâmica. A maioria das placas possui porções oceânicas e continentais.
Para compreender a movimentação das placas tectônicas, é preciso considerar a íntima ligação entre a astenosfera e a litosfera, porque a primeira é movida se a segunda se mover. Além disso, a litosfera possui uma energia cinética, por conta do fluxo térmico do interior da Terra. O princípio é o de uma célula de convecção (SILVA;
VAZ, 2012).
A convecção ocorre no manto. É um movimento lento da rocha que, sob
temperatura elevada, apresenta-se como um material plástico-viscoso que, devido à
menor densidade, migra para cima se expandindo. Enquanto isso, o material que está
38 ao redor – mais frio e denso – desce, ocupando o lugar deixado pela massa aquecida.
A velocidade do movimento de convecção é de apenas alguns centímetros por ano.
O alto fluxo de calor interno provoca a ascensão do material do manto, porque o aumento da temperatura o torna mais denso. Quando o material atinge a superfície, se movimenta lateralmente e o fundo oceânico se afasta, produzindo uma fenda que é rapidamente preenchida por novas lavas (SILVA; VAZ, 2012). Estas, quando solidificadas, formam um novo fundo oceânico, a partir da Dorsal, como você pode observar na figura a seguir.
Figura: Esquema das correntes de convecção responsáveis pela injeção de matéria e espalhamento do fundo oceânico.
Fonte: Modificado de Toledo et al. (2000).
Figura: Movimentação das placas tectônicas devido às correntes convectivas.
Fonte: Modificado de Toledo et al. (2000).
39 Que forças movem as placas tectônicas?
Uma das principais objeções à Teoria da Deriva Continental era que Wegener não conseguia explicar as forças que moveriam os continentes. Hoje sabemos qual o motor que faz as placas tectônicas se moverem, mas não sabemos explicar exatamente como os processos naturais fazem este motor funcionar. Entretanto, nós podemos modelar as causas dos movimentos e testar estes modelos com base nas leis naturais. O que sabemos é que a astenosfera e a litosfera estão intrinsecamente relacionadas. Se a astenosfera se mover, a litosfera será movida também. Sabemos ainda que a litosfera possui uma energia cinética cuja fonte é o fluxo térmico interno da Terra, e que este calor chega à superfície através das correntes de convecção do manto superior. O que não sabemos com certeza é como as convecções do manto iniciam o movimento das placas (TEIXEIRA et al., 2000).
O princípio básico de uma célula de convecção pode ser observado esquentando uma grande panela com mel, no qual boiam duas rolhas de cortiça. Ao aquecer o centro da base da panela o mel esquenta mais rapidamente no centro do que nas bordas da panela, diminuindo ali a densidade do mel. Consequentemente, o mel aquecido subirá enquanto o mel mais frio da borda descerá para ocupar o lugar do mel que subiu, instalando-se uma circulação de fluidos, que afastará as duas rolhas para a borda da panela, segundo o sentido das correntes de convecção geradas.
De forma análoga este movimento de convecção ocorre no manto. Entretanto, a convecção no manto refere-se a um movimento muito lento de rocha, que sob condições apropriadas de temperatura elevada, se comporta como um material plástico-viscoso migrando lentamente para cima. Este fenômeno ocorre quando um foco de calor localizado começa a atuar produzindo diferenças de densidade entre o material aquecido e mais leve e o material circundante mais frio e denso. A massa aquecida se expande e sobe lentamente. Para compensar a ascensão destas massas de material do manto, as rochas mais frias e densas descem e preenchem o espaço deixado pelo material que subiu, completando o ciclo de convecção do manto. O movimento de convecção das massas do manto, cuja viscosidade é 1018 vezes maior do que a água, ocorre a uma velocidade da ordem de alguns centímetros por ano.
Muitos cientistas acreditam que as correntes de convecção do manto por si só
não seriam suficientes para movimentar as placas litosféricas mas constituiriam
40 apenas um dentre outros fatores que em conjunto produziriam esta movimentação. O processo de subducção teria início quando a parte mais fria e velha da placa (portanto mais distante da dorsal meso-oceânica) se quebra e começa a mergulhar por debaixo de outra placa menos densa, e a partir daí os outros fatores começariam a atuar em conjunto com as correntes de convecção. Estes outros fatores incluem, segundo Teixeira et al. (2000):
Pressão sobre a placa provocada pela criação de nova litosfera nas zonas de dorsais meso-oceânicas, o que praticamente empurraria a placa tectônica para os lados.
Mergulho da litosfera para o interior do manto em direção à astenosfera, puxada pela crosta descendente mais densa e mais fria do que a astenosfera mais quente a sua volta. Portanto, por causa de sua maior densidade, a parte da placa mais fria e mais antiga mergulharia puxando parte da placa litosférica para baixo.
A placa litosférica torna-se mais fria e mais espessa à medida que se afasta da dorsal meso-oceânica onde foi criada. Como consequência, o limite entre a litosfera e a astenosfera é uma superfície inclinada. Mesmo com uma inclinação muito baixa, o próprio peso da placa tectônica poderia causar uma movimentação de alguns centímetros por ano.
A colisão de placas tectônicas
A colisão de placas tectônicas pode ser dos seguintes tipos: continental x oceânica; oceânica x oceânica; continental x continental.
No primeiro caso (continental x oceânica), há a colisão de uma placa mais
leve com uma mais densa. A mais densa mergulha sob a menos densa. Nesse caso,
é gerada uma zona de subducção e de intenso magmatismo, porque a crosta que
mergulhou sofre processo de fusão parcial. Também são nesses limites que ocorrem
fossas e províncias vulcânicas. A placa menos densa sobe e forma os grandes
dobramentos modernos (Andes e Montanhas Rochosas, por exemplo). A placa
oceânica permanece sólida até cerca de 100 km de profundidade. A partir dessa
profundidade há um aumento brutal na temperatura e na pressão, fazendo com que a
41 placa “derreta” e libere água e gases. Esses fluidos forçam a placa que está acima, gerando uma cadeia de reações químicas que irá fundir o manto acima da placa que submerge. Assim são criadas as condições para que o magma (rocha derretida) faça seu caminho em direção à superfície. Quando esse material consegue chegar à superfície, forma os vulcões, que expelem gás, cinzas e lava. Nessas zonas são gerados também grandes terremotos, que causam muita destruição na superfície (SILVA; VAZ, 2012).
No segundo caso – placa oceânica x placa oceânica –, novamente a densidade é a chave para a nossa resposta. Lembre-se de que as placas oceânicas nascem nas dorsais oceânicas, onde a rocha derretida do manto se eleva, esfria e se solidifica. A rocha recém-criada é menos densa que a rocha criada há muito tempo.
Ou seja, quanto mais afastada da dorsal oceânica, mais fria e mais densa (mais pesada) fica. Assim, quando duas placas oceânicas colidem, a placa que é mais antiga, portanto mais fria e mais densa, é a que vai afundar. O resto da história é muito parecido com a colisão de placas continentais versus oceânicas, que acabamos de ver (SILVA; VAZ, 2012).
O terceiro tipo de colisão envolve placa continental x placa continental. Já é possível imaginar que as placas são leves o suficiente para não afundar. Logo, somente temos um caminho: em direção ao céu. É assim que as maiores montanhas são formadas, e o melhor exemplo é a Cordilheira do Himalaia. Nesses limites, rochas sólidas são dobradas e falhadas, sendo lançadas umas por cima das outras, fazendo com que a montanha não pare de crescer (SILVA; VAZ, 2012).
A Dança dos Continentes
Um processo geológico da importância e magnitude da fragmentação do supercontinente Pangea não ocorreu somente nos últimos 200 milhões de anos da história da Terra. As informações geológicas disponíveis, principalmente as geocronológicas, paleomagnéticas e geotectônicas, demonstram que a aglutinação e a fragmentação de massas continentais ocorreram diversas vezes no passado geológico e que o Pangea foi apenas a última importante aglutinação de continentes.
Antes do Pangea as massas continentais se juntavam em blocos de dimensões e
formatos diferentes dos continentes atuais, pois os primeiros blocos de crosta
42 continental formaram-se há 3,96 bilhões de anos e foram crescendo com o desenvolvimento de nova crosta continental, através de orogêneses, até atingir as dimensões atuais. Há 550 milhões de anos cerca de 95% das áreas continentais atuais já estavam formadas.
A figura acima mostra a reconstituição da aglutinação de blocos continentais elaborada para os últimos 2 bilhões de anos (2,0 Ga) da história geológica da Terra.
Nessa figura pode ser observado que, no início, as massas continentais estavam reunidas em três microcontinentes, Ártica, Atlântica e Dr, com partes do que seria a futura América do Sul fazendo parte da Atlântica. Entre 2,0 e 1,0 bilhão de anos atrás, estes microcontinentes se fragmentaram, através de processos de rifteamentos, com os fragmentos colidindo entre si, para gerar novas configurações continentais maiores.
Entre 1,3 e 1,0 bilhão de anos atrás, os principais blocos de crosta continental se
juntaram originando o primeiro supercontinente, que foi denominado Rodínia, rodeado
pelo oceano Miróvia. Ambas as denominações são de origem russa significando
respectivamente mãe-pátria e paz. A América do Sul faria parte dos blocos Amazônia,
Rio da Prata e São Francisco. Entre 1.000 e 800 milhões de anos atrás, o continente
43 Rodínia teria sido fragmentado e entre 800 Ma e 500 Ma os fragmentos de crosta continental teriam tornado a colidir entre si formando um novo supercontinente denominado Gondwana, que incluiu a América do Sul e outros dois menores, Laurentia-Báltica e Sibéria. Há 550 Ma, estes três continentes estiveram juntos, formando, por um curto período de tempo geológico, o supercontinente denominado Panótia, o que em grego significa "tudo no Sul", já que este supercontinente se situou no hemisfério Sul. Há cerca de 500 Ma, Panótia teria iniciado a sua fragmentação, permanecendo o Gondwana inteiro no hemisfério Sul, incluindo a América do Sul e África, e uma outra massa continental constituída pela Laurentia-Báltica e Sibéria, que incluía partes do que seria hoje a América do Norte, Europa e Ásia. Há aproximadamente 340 Ma todas as massas continentais começaram novamente a se juntar, culminando há cerca de 230 Ma com a formação do supercontinente Pangea, circundado por um único oceano denominado Pantalassa (em grego significa "todos os mares"). Há 200 milhões de anos o Pangea vem se fragmentando, e a América do Sul iniciou sua separação da África há 180 Ma. Nesta mesma época, a Austrália e a Antártica também se separaram do Pangea, e a Índia, que estava na parte sul do Gondwana, iniciou sua viagem até o hemisfério Norte, onde foi colidir com a Ásia, sendo a Cordilheira dos Himalaias o produto dessa colisão.
A figura a seguir mostra as posições da América do Sul e da África, ao longo
do tempo geológico, desde 750 milhões de anos atrás.
44
Fonte: Dalziel,1995.
45 2.6 Tipos de intemperismo
O intemperismo é o conjunto de modificações de ordem física (desagregação) e química (decomposição) que as rochas sofrem ao aflorar na superfície da Terra. Os produtos do intemperismo, rocha alterada e solo, estão sujeitos aos outros processos do ciclo supérgeno - erosão, transporte, sedimentação - os quais acabam levando à denudação continental, com o consequente aplainamento do relevo (BERTOLINO, 2005).
Os fatores que controlam a ação do intemperismo são o clima, que se expressa na variação sazonal da temperatura e na distribuição das chuvas, o relevo, que influi no regime de infiltração e drenagem das águas pluviais, a fauna e flora, que fornecem matéria orgânica para reações químicas e remobilizam materiais, a rocha parental, que, segundo sua natureza, apresenta resistência diferenciada aos processos de alteração intempérica e, finalmente, o tempo de exposição da rocha aos agentes intempéricos.
Fonte: https://www.google.com/
